авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |

«Министерство образования и науки Российской Федерации Федеральное агентство по образованию Государственное образовательное учреждение высшего профессионального ...»

-- [ Страница 4 ] --

верхняя зона – с поздними пропилитами (см. рис. 30, 31).

Рис. 30. Модель метасоматической зональности в центральном сечении штокверка месторождения Дальнее (по И.М. Голованову и др.):

1 – кварцевые монцонит-порфиры, 2 – монцониты, 3 – разломы, 4 – кварциты, 5 – ортоклазиты, 6 – филлизиты, 7 – аргиллизиты. 8 – пропилиты Рис. 31.Модель рудной зональности в центральном сечении штокверка месторождения Дальнее (по И. М. Голованову и др.):

1 – монцониты, 2 – диориты, 3 – кварцевые монцонит-порфиры, 4 – разломы, 5 – границы пород (а), границы зон (б), 6 – ядро медных руд, 7 – внутренняя зона, 8 – промежуточная, 9 – внешняя Комплексные руды формировались в следующие стадии гидротермального процесса: магнетит-молибденитовую, пирит-халькопиритовую, халькопиритовую, полиметаллически сульфидную (халькопирит II, пирит II, сфалерит, галенит, блеклая руда). Золото многократно отлагалось в гидротермальном процессе (табл. 6) выделя ется 3 генерации его: в сульфидах медно-молибденовой ассоциации золото субмик роскопическое, реже видимое до 0,3 мм, пробы 591...900 ‰;

в полиметаллически сульфидной в сфалерите, галените – Au-калаверит, креннерит;

в кварц-золоторудной с кварцем, халькопиритом.

Таблица Минералогический состав рудных тел медно-порфирового месторождения Дальнее в Узбекистане [по И.М.Голованову и др., 1988] Главные Второстепенные минералы Редкие минералы минералы Безрудное ядро Ангидрит Пирит Дигенит Марказит Пирротин Кубанит Подрудная зона Магнетит Пирит Халькопирит Гематит Продолжение таблицы Ядро медно-молибден-сульфидных руд Халькопирит Блеклые руды Энаргит Тетрадимит* Борнит Галенит Медь Теллуровисмутит* Пирит Сфалерит Висмут* Висмутин* Молибденит* Халькозин Золото* Айкинит* Ковеллин Серебро* Виттихенит* Гематит Олово* Бурнонит Рутил* Стистаит* Матильдит* Кубанит Штромейерит* Дигенит* Кобальтин* Миллерит* Гессит* Акантит* Петцит* Алтаит* Гетит Пирротин Внутренняя сульфидная зона Халькопирит Борнит Гематит Золото* Тетрадимит* Пирит Молибденит* Рутил Серебро* Теллуровисмутит* Магнетит Гематит Лейкоксен Миллерит* Висмутин* Сфалерит Ковеллин Алтаит* Матильдит* Галенит Блеклые руды Гессит* Халькозин* Промежуточная железо-медно-молибден-сульфидная зона Пирит Магнетит Рутил Галенит Борнит Халькопирит Гематит Титаномагнетит Сфалерит Кубанит Молибденит* Золото* Вольфрамит* Блеклая руда Шеелит* Пирротин Халькозин Внешняя железо-медно-полиметаллически-сулъфидная зона Пирит Блеклые руды Рутил* Молибденит* Ковеллин Сфалерит Халь- Титаномагнетит Ильменорутил* Гессит* Айкинит* копирит Магнетит Акантит* Марказит Галенит Гематит Матильдит* Золото* Висмутин* Калаверит* Борнит Серебро* Халькозин Периферическая сульфидно-мышьяково-оксидная зона Пирит Магнетит Галенит Золото* Серебро* Гематит Блеклая руда Халькопирит Марказит Борнит Титаномагнетит Сфалерит Арсенопирит Халькозин Леллингит* Ковеллин Энаргит Пирротин На Кальмакыре золотое оруденение сосредоточено на верхних горизонтах до 120 м от поверхности и глубже 130 м.

Выделяются несколько горизонтальных линзо образных тел вокруг штока гранодиорит-порфиров. На месторождении Каульды рас пространены кварцево-золотые руды. Поздняя золоторудная ассоциация наложилась на минерализованные зоны медно-молибденового и свинцово-цинкового состава.

Обычно золотоносные тела первичных руд приурочены к убогим и забалансовым медным рудам.

Модель золото-медно-порфирового Березняковского месторождения Урала Месторождение находится в Биргильдино-Томинском медно-порфировом руд ном поле, в зоне сочленения Восточно-Уральской вулканогенной зоны с Восточно Уральским поднятием [Грабежев, Коробейников, Молошаг, 1995]. Прожилково вкрапленные, штокверковые золотые руды локализованы в линейных субширотных и северо-западных зонах среди кварц-плагиоклазовых диоритовых порфиритов Д3–С1.

Эти субвулканические интрузивы прорывают туфы и кластолавы андезит дацитового состава Д3–С1, образуя единую вулкано-плутоническую ассоциацию (см.

рис. 32, 33). Встречены единичные дайки плагиогранодиоритов, плагиогранитов, плагиолейкогранитов. Рудные тела размещаются примущественно в диоритовых порфиритах, интенсивно рассланцованных, катаклазированных, милонитизирован ных. Они имеют сложно-штокверковое строение с меняющейся мощностью и невы держанным содержанием золота от 1 до 59 г/т, серебра от 3 до 40 г/т, Cu 0,3...0, мас.%, Zn 0,3...0,5 мас.%, Sn 8...30 г/т, Bi 2...50 г/т, Se и Te 0,06...0,13 мас.%, Sb 10...500 г/т. Текстуры руд вкрапленные, гнездовые, прожилково-вкрапленные, брек чиевые. Продуктивная золото-кварц-сульфидная минерализация приурочена к участ кам пропилитизации и аргиллизации субвулканических пород. Руды сложены квар цем, карбонатами, гидрослюдами с теннантитом, сфалеритом, пиритом, халькопири том, галенитом, редкими гесситом, калаверитом, сильванитом, креннеритом, алтаи том, пильзенитом, самородными золотом и висмутом.

Рис. 32. Схематическая геологическая карта Березняковского месторождения (по А.И.Грабежеву и др., 2000):

1 – кварцевые диоритовые порфириты;

2 – субвулканические кварцевые андезитовые порфи риты;

3 – туфы осадочно-вулканогенной толщи (Д3-С1);

4 – рудные тела;

5 – контур рудной зоны;

6 – границы пород;

7 – тектонические нарушения;

8 – скважины.

Околорудные порфириты сложены агрегатами хлорита (5–15 об.%), карбона тов (2–15 об.%), серицита (10–20 об.%), пирита и реликтов исходных пород. Сре ди рудных зон выделяются тела слюди сто-кварцевых или пирофиллит кварцевых метасоматитов мощностью 1...60 м и пропилитов альбит-кварц хлорит-карбонатного состава.

Рудная минерализация формирова лась в две стадии: в раннюю пиритовую и позднюю полиметаллически сульфидную.

Самородное золото I пробы 970...984 ‰ с размерами частиц 0,005...0,01 мм выполня ет совместно с блеклой рудой интерстиции в агрегатах перекристаллизованного ме тасоматического пирита. Примеси в золоте представлены: Cu 0,08;

Ag 2,19;

Нg 0, %. В составе золото-теллуридно-полиметаллическисульфидного парагенезиса нахо дится золото II пробы 800–860 ‰, ртутистый электрум (Au 61,73%;

Ag 23,59%;

Hg 14,29%), редкие айкинит CuPbBiS3, гессит Ag2Te, алтаит PbTe, пильзенит Вi3Te4.

Размеры выделений этих минералов не более 0,15 мм среди блеклой руды, кварца, пирита. Обычны срастания золота с гесситом. Высокопробное золото I и блеклая ру да выполняют интерстиции в пирите, а низкопробные золотины II и ртутистый элек трум совместно с гесситом находятся в теннантите. Размеры золотин составляют 0,001...0,02 мм. В высокопробном раннем золоте до 0,11 мас% фиксируется Pd и до 0,014 мас.% Hg.

Рис. 33. Геологический разрез Березняковского месторождения (по линии А-В, см. рис. 32).

Изучение метасоматических кварцев и карбонатов на основе кальцит доломитового термобарометра свидетельствует о среднетемпературных условиях ру дообразования при Т=320...380°С, Р=0,8...1,2 кбар. Формирование монтмориллонито вой ассоциации слюд следовало при температуре 240..160°С и давлении 0,1...0, кбар. Формировались пирофиллит-кварцевые метасоматиты и затем происходила монтмориллонитизация слюд.

Для околорудных метасоматитов свойственны ассоциации парагонита и К-Na слюды с небольшим количеством серицита. Выявлены участки, в которых слюда представлена гидропарагонитом и парагонит-смектитом, содержащих до 11...27% монтмориллонитовых слоев в своем составе.

В метасоматическом ореоле месторождения слюды слагают 10...20%, хлорит 5...15%, карбонаты 5...20% породы. Ширина таких зон достигает 200 м. В таких бес карбонатных метасоматитах обособляются тела мощностью до 2...60 м слюдисто кварцевого или пирофиллит-кварцевого состава с сульфидами. Выделяются скопле ния карбонатных и кварц-карбонатных прожилков. Пирофиллит-кварцевые метасо матиты сопряжены с рудными телами. Мощность их достигает 60 м и более. Отно шение К2О:Na2O в них составляет 0,08...0,82 и 0,06...0,3 мас.%. В зонах пирофиллит кварцевых метасоматитов нередко выделяются участки размером 0,1...0,2 м очень тонкозернистого роговикового кварца, содержащие рудные скопления.

Содержания Pt и Pd в измененных гранитоидах варьирует от 0,001 до 2430 мг/т Pt и 0,005...250 мг/т Pd. Анализы с содержанием Pt 1 мг/т соответствуют фоновому в гранитоидах, а 0,05...2,43 г/т отвечает гидротермальным концентрационным ореолам.

Максимальное количество Pt до 500–2430 г/т установлено в рудных телах Березня ковского месторождения.

Содержания Pd в измененных гранитоидах выше, чем Pt: 24...210 мг/т. Следова тельно, формирование объемных метасоматических ореолов сопровождалось значи тельным привносом Au, Pt, Pd, S с максимальной их концентрацией в меднорудных телах.

Протяженная по вертикали медно-золото-порфировая колонна формировалась в условиях пульсирующей флюидно-магматической деятельности мантийного источ ника. Вертикальная эволюция колонны сопровождалась активным взаимодействием восходящего флюидного потока с боковыми породами. В результате формировались гидротермально-метасоматические руды медно-полиметаллически-сульфидно порфирового и золото-редкометалльно-порфирового. Изучение изотопии серы свиде тельствет об увеличении значений 34S в пирите от мезоабиссального Томинского к субвулканическому Березняковскому месторождению от –2... –5 до +2...+6 ‰. В апо карбонатных породах в сульфидных рудах зафиксировано возрастание значений 34S пирита до +4...+9 ‰. На участках распространения арсенопирита эти значения воз растают до +12...+16 ‰.

Итак, Березняковское золото-порфировое месторождение надо относить к эпи термальному типу, представляющему верхний субвулканический срез общей золото медно-порфировой колонны. Рудные тела приурочены к центральной части метасо матического ореола кислотного выщелачивания. Рудная ассоциация золото теллуридно-полиметаллически сульфидных руд приурочены к зонам дробления и трещиноватости в метасоматитах.

Рис. 34. Распределение Au в золотоносных медно сульфидных порфировых интрузивах Урала (по А.И.Грабежову и А.Ф.Коробейникову).

Поля распространенности Au: I – в исходных диоритах, гранодиоритах, гранитах, ада меллитах;

II – в пропилитизиро ванных диоритах и вулканитах;

III – в серицитизированных дио ритах, серицитовых метасомати тах;

IV – в сульфидизированных серицитовых метасоматитах и вкрапленных медно-цинк серебряных сульфидных рудах На рис. 34 показан график распределения золота в исходных и метасоматически преобразованных гранитоидах и в сульфидных рудах Березняковского месторождения. На графике обособилось геохимическое поле сульфидизированных метасоматитов, что свидетельствует о пер спективах золотого оруденения в данном рудном объекте.

7.4. Геолого-генетические модели колчеданных месторождений М.Б.Бородаевской, Д.И.Горжевским, Н.С.Скрипченко, В.И.Смирновым, В.А.Прокиным, Т.Н.Шадлун, Х.Омото, Е.Спунером, Р.Хатчинсоном, Г.Н.Щербой, Г.Ф.Яковлевым и др. предложено ряд генетических моделей. Исходя из достигнутых результатов отметим основные черты модели формирования колчеданного орудене ния [Рудообразование..., 1988].

1. Возникают рудообразующие гидротермальные системы в результате цирку ляции морских вод (рециклинга) в вулканитах под действием магматического тепла.

В результате взаимодействия вод с породами теряются сульфат-ион, магний, появ ляются H2S, повышаются концентрации щелочных, щелочно-земельных, тяжелых металлов. Морская вода превращается в слабокислый (рН=3...6) восстановительный раствор (минерализованные гидротермы Красного моря, Новой Зеландии).

2. Источником цветных металлов и части железа являются подстилающие по роды, от состава которых зависят концентрации Cu, Pb, Zn, Те, Hg в рудах. Изотоп ные данные сульфидных океанических образований показали непротиворечивые данные предложенной концепции рециклинга, предполагавшей выщелачивание ме таллов из вулканитов. При выносе из океанических пород рудных элементов следо вало их зеленокаменное преобразование – девитрификация, альбитизация плагиокла зов, хлоритизация темноцветных минералов.

3. Разгрузка гидротерм и накопление рудного вещества следовали в водных ус ловиях из геохимически единого раствора, до образования пород кровли базальтов.

При начальной температуре раствора более 300°С и постепенного ее снижения со временем происходило последовательное осаждение руд пиритового, халькопирит пиритового, сфалерит-халькопирит-галенит-пиритового составов, перекристаллиза ция и брекчирование пиритовых и халькопирит-пиритовых руд. При температуре ниже 250–200° С осаждение сульфидов меди, цинка и свинца происходило одновре менно. Соотношения в рудах Fe, Cu и Zn явилось следствием различной степени подповерхностного разбавления гидротерм холодной водой вблизи выхода их на морское дно. При образовании на морском дне массивных руд цинка отложение сульфидов меди происходило в виде штокверков в толще базальтов. В условиях сильного разбавления гидротерм водами отложение сульфидов осуществлялось толь ко в форме штокверков, а на поверхности формировались металлоносные осадки и корки силикатно-гидроокисного состава.

Для древнего и современного рудообразования свойственна тенденция увели чения относительного содержания свинца в рудах с переходом от базальтоидных к андезитоидным формациям. Распределение Cu, Zn, Pb в древних колчеданных рудах соответствует их распределению во вмещающих породах. В современных океанских сульфидных рудах порядок отношений содержаний в подстилающих базальтах вы держивается для большинства рудных элементов.

4. В месторождениях, ассоциирующих с базальтовыми гиалокластитами, дефи цит железа в гидротермальных растворах восполняется за счет железистых осадков, возникавших в процессе палагонитизации базальтового стекла. Это обеспечивало высокие содержания железистого компонента в рудах и его избыток по отношению к сере.

5. В областях кремнекислого вулканизма основным источником серы являлся магматогенный сероводород, отделявшийся при дегазации кислых магм и обога щающий гидротермальный раствор. Месторождения, локализованные в базальтах и осадочных породах, формировались за счет сульфата, присутствующего в гидротер мах и восстанавливаемого химическим или биогенным путем.

6. Главным фактором развития океанских рудообразующих систем являлось наличие источника тепла неглубоко залегающего магматического очага. Присутствие активных близповерхностных магматических очагов определяло набор тектониче ских обстановок древнего и современного рудообразования.

При одинаковых масштабах рециклинга благоприятные условия для формиро вания крупных месторождений создавались при совпадении в пространстве и во вре мени подводных извержений базальтовых гиалокластитов, кремнекислых пород и циркуляции морских вод. Это наиболее часто осуществлялось в ходе становления контрастных и непрерывных вулканогенных формаций на ранних стадиях развития островодужных систем – уральский тип. Возможность появления крупных месторо ждений в офиолитовых формациях – кипрский тип – ограничена дефицитом серы, а в андезит-дацит-риолитовых формациях типа куроко – дефицитом железа. Кроме тра диционно выделяемых обстановок тылового спрединга (кипрский тип) и островных дуг (тип куроко), выделяют промежуточную обстановку рудообразования, связанную с вулканизмом, наложенную на кору океанического типа в тыловых зонах островных дуг. Связь колчеданных руд с проявлениями кислого вулканизма в пределах офиоли товых комплексов отвечает именно таким обстановкам формирования. Например, цепочки вулканов, в том числе сложенных кремнекислыми лавами, выделяемые в тылу Курильской дуги. В рамках такой модели они могут сопоставляться с цепочка ми рудоносных палеовулканических построек офиолитов Сумаиль в Омане.

Л.Н.Овчинниковым и А.Г.Жабиным [1977] предложена геохимическая модель рудоотложения в гетерогенных колчеданных месторождениях. Для гетерогенных месторождений свойственны тела пиритов различных фаций сульфидоотложения и сорбирующиеся на них полиметаллы из различных источников. Пиритовые тела служат литологическими ловушками Pb, Zn, Cu благодаря химическим взаимодейст виям движущихся металлоносных растворов с пиритами.

1. Реакционное взаимодействие металлоносного раствора с пирититами. Рас творы, несущие Cu, Pb, Zn, взаимодействуют с пиритами благодаря предрудному ки слотному растворению. Кислотное растворение приводит к поглощению пиритной серы металлоносными растворами и к отложению сульфидов Pb, Zn, Cu. Ранние пи рититы перекристаллизовываются с увеличением их пористости, что способствует отложению сульфидов полиметаллов в пиритовых залежах.

2. Возникновение зональной колонки оруденения на пиритовом субстрате.

Вдоль направления фильтрации металлоносного раствора разрастается колонка оса ждения минералов на пиритовом субстрате: CuFeS2 ВаSО4. В тыло ZnS PbS вой зоне возникает серноколчеданная безрудная зона кислотного растворения, а ру доотложение Cu, Zn, Pb осуществляется в другой части пиритового тела. В собствен но зональной колонке, формировавшейся из одного потока гидротерм, возникала ге нерация халькопирита, сфалерита, галенита и барита на пирите, а в тыловой зоне ос тавались лишь ранние перекристаллизованные пирититы.

3. Текстурные рудолокализующие свойства пирититовых тел. Катаклаз и брекчирование ранних пирититов благоприятствовали объемной разгрузке металло носных гидротерм. А это приводило к формированию богатых медноколчеданных руд на Учалинском и других месторождениях Южного Урала.

4. Мобилизация вещества при отложении халькопирита на пиритовом суб страте. Происходит мобилизация металлоносным раствором протопиритового ве щества при наложении на него сульфидов меди, цинка, свинца. Из реакции FeS2 + Cu CuFeS2 около 43% остается FeS2, то есть при полной псевдоморфизации пирита мобилизуется лишь половина протопиритового вещества.

5. Многообразие явлений десульфуризации в колчеданных месторождениях.

Первоначально осуществляется предрудное выщелачивание и пирротинизация пири титов, до отложения промышленных генераций халькопирита и сфалерита. Часть мо билизованного вещества обеспечивает околорудный геохимический ореол тонкодис персных пирита и пирротина. Расчеты показали, что реакция FeS2 FeS + S идет с высвобождением до 27% серы и метасоматической усадкой пиритита. Установлена последовательность пирититы пирротин сульфиды Cu, Zn или пирититы пир ротин + сульфиды Cu ZnS, характерная только для уральских месторождений Озерного, Узельги, Сибая.

Метаморфическая пирротинизация является следствием метаморфизма амфи болитовой фации.

Метаморфическая десульфуризация медных руд отмечена на месторождении Гай Южного Урала: CuFeS2 – борнит – халькозин с освобождением серы и формиро ванием чехла пирита вторичного вокруг сульфидных тел.

8. МОДЕЛИ РУДНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ЗОЛОТО РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ Признаки рудно-метасоматической зональности установлены на всех форма ционных и геолого-промышленных типах месторождений. Однако эта зональность неодинакова для среднеглубинных и близповерхностных рудных объектов. Если для первых характерны золото-кварцевые, золото-кварцево-сульфидные жильно штокверковые руды с сопровождающими околожильными березитами-лист венитами и кварц-альбитовыми подстилающими метасоматитами, то для вторых свойственны золото-серебряно-теллуридные жильно-штокверковые руды с около рудными пропилитами и аргиллизитами.

Рудно-метасоматическая зональность Саралинского золоторудного поля В рудном поле кварц-золото-сульфидные жилы, сложенные кварц-золото пирит-пирротиновой и кварц-золото-сфалерит-галенитовой ассоциациями, обособи лись в рудные зоны и участки. Эти участки представлены системой дорудных даек, гидротермальных метасоматитов и кварцевых жил, ограниченных дизъюнктивами.

В результате возникла рудно-метасоматическая зональность жильных узлов, обу словленная разноминеральной совокупной зональностью отдельных кварцевых жил с околожильными метасоматитами (рис. 35) [Коробейников, 1999, 2006]. В морфо логическом отношении эта зональность представляет собой «многокорневую» объ емную фигуру, количество «корней» которой определяется числом дайковых пучков на участке. Все «корни» с глубины направлены из общего фокуса, совпадающего с осью дайкового пояса. Метасоматическая зональность участков выразилась в зако номерной смене по вертикали разноминеральных метасоматитов: в корневых частях дайковых пучков располагается зона альбитизированных пород, которая кверху (300–400 м и выше) сменяется калишпатовыми метасоматитами, затем (300–600 м и выше) – гидробиотит-тремолитовыми и лиственит-березитовыми ассоциациями.

Внизу располагаются кварц-альбит-шеелитовые жилы, а вверху – кварц-золото сульфидные жилы. При этом продуктивные кварц-золото-сульфидные жилы с око ложильными лиственитами-березитами размещаются на выклинивании по восста нию кварц-альбитовых, кварц-микроклиновых, тремолит-гидробиотитовых ранних метасоматитов. Объемы подстилающих натриево-калиевых метасоматитов более масштабны среди пучков дайковых тел по сравнению с окружающими чернослан цевыми горизонтами рифея–кембрия. Неодинаковый уровень эрозионного среза от дельных блоков рудного поля обусловил латеральную рудно-метасоматическую зо нальность, показанную на рис. 35.

Зональность околожильных метасоматитов выразилась в сокращении по про стиранию и падению рудно-метасоматических колонн отдельных фациальных зон метасоматических колонок. Наиболее полно представленные колонки лиственитов березитов распространены на участках кварцевых жил с богатым оруденением.

Здесь метасоматиты представлены кварц-серицит (фуксит)-пирит-анкерит (доло мит)-кальцитовыми ассоциациями, а в нижних частях колонн развиты кварцевые, кварц-тремолит-гидробиотит-хлоритовые субфации (см. рис. 36).

Рис. 35. Рудно-метасоматическая зональность Саралинского золоторудного поля.

1 – диориты, гранодиориты, плагиограниты Араратского массива, Є3-0;

2-6 – поля: 2 – штоков, даек габбро-диабазов, габбро-долеритов Є1;

3 – метасоматических альбититов, альбитизированных габб ро-диабазов;

4 – калишпатизированных габбро-диабазов;

5 – кварц-золото-сульфидных жил с около рудными березитами-лиственитами;

6 – кварц-альбит-шеелитовых нижнерудных жил Количество сульфидов в жилах не превышает 3–9% от общего объема жил.

Золото свободное, размер золотин 0,01–2 мм, пробы от 580 до 860 ‰. Околожиль ные листвениты-березиты образуют плоские факеловидные тела 3–40 м в попереч нике и длиной 1–3 км при глубине 0,8–1,2 км (по падению жильных тел). Они в 3– раз превышают размеры кварцево-рудных жил. Метасоматиты сложены кварц серицит (фуксит)-пирит-анкерит (доломит)-кальцитовыми ассоциациями, а в ниж них частях рудно-метасоматических колонн развиты кварцевые, кварцево-тремолит гидробиотит-хлоритовые субфации (рис. 36). По составу и строению рудно метасоматических колонн выделяется корневая, рудная и надрудная зоны. В нижних частях рудных зон (ниже ХХ горизонта) проявилось интенсивное окварцевание по род и импрегнация их пиритом, пирротином, арсенопиритом с образованием убогих вкрапленных золото-платиноидных руд. Глубже располагаются кварц микроклиновые, кварц-альбитовые метасоматиты. Рудная зональность кварцевых жил выразилась в закономерной смене снизу вверх кварц-пирит-пирротиновой, кварц-пирит-арсенопиритовой ассоциацией на кварц-золото-сфалерит-галенит халькопиритовую и кварц-анкерит-кальцитовую (рис. 36) Прикорневые тремолит гидробиотитовые метасоматиты содержат натриево-калиево-хлоридный состав га зово-жидких включений в кварцах и температуры их декрепитации в 430–380°С.

Листвениты имеют кальциево-гидрокарбонатно-сернистый состав и температуры гомогенизации и декрепитации включений 360–300°С. Жильные кварцы из рудных столбов характеризуются натриево-сернисто-хлоридным составом включений и декрепитацией при температурах 320–280°С (жилы Каскадная, Андреевская).

Рис. 36. Рудно-метасоматическая зональность каскадного кварцево-жильного месторождения.

Поля развития минералов околорудных метасоматитов: 1 – тремолита;

2 – гидробиотита;

3 – хлорита;

галенит сфалерит халькопирит 4-6 – коэффициент рудной зональности ( К РЗ = ): 4 – КРЗ 50;

арсенопирит пирротин ЦИ 5 – КРЗ= 1–50;

6 – КРЗ Для Каскадного золото-кварцево-сульфидного жильного месторождения оп ределен геохимический ряд зональности элементов (сверху вниз): Ba–Ag–Pb–Zn– Cu–Au–Be–Ni–Co–V–Mo–Cr. Для околожильных березитов-лиственитов характерны мультипликативные коэффициенты К1 = Ba·Ag:V·Cr, K2 = Pb·Ag·Cu:V·Ni·Cr, K3 = Pb·Zn·Cu·Ag:V·Ni·Cr·Be, значения которых изменяется от 1 до 0,007 на 800 м по па дению рудной зоны (углы падения от 30 до 50°). Установлено двухволновое распре деление этих коэффициентов с максимумами на 9-м, 14-м, 22-м горизонтах, то есть через 200–360 м по вертикали при постепенном сокращении концентрации групп элементов книзу колонны. Изотопные показатели 34S пирита III генерации (рудо генного) характеризуются тенденцией двухволнового их распределения (+1 до +7,4‰) с максимальными значениями на 7-м и 20-м горизонтах, то есть через 400– 600 м.

Рудно-метасоматическая зональность Центрального золоторудного поля Эндогенная зональность рудного поля обусловлена сочетанием площадных метасоматитов калишпат-альбитового состава с рудно-метасоматической зонально стью отдельных рудных участков и золото-сульфидно-кварцевых жил (рис. 37).

Вектор латеральной зональности рудного поля направлен с юга на север, а верти кальной – снизу вверх. По этому показателю Центральное рудное поле разделяется на три блока: Северный, Центральный и Южный. Для Северного фронтального бло ка свойственны калишпат-эпидот-хлоритовые предрудные метасоматиты и около жильные березиты мощностью 1–4 м. Жилы сложены пирит-арсенопирит-кварцевой минерализацией с тонкодисперстным (0,05 мм) золотом пробы 600– 700‰.Центральный блок отличается кварц-калишпатовыми, реже кварц-эпидот хлоритовыми метасоматитами и зонами березитов мощностью до 1...1,5 м. Жилы содержат кварц, пирит, галенит, сфалерит, реже халькопирит, молибденит, арсено пирит, золото (0,1–3 мм) пробы 700–800‰. Сульфиды слагают до 5–20% от общей массы жильного материала. В Южном блоке проявлены кварц-калишпатовые, кварц-микроклин-альбитовые, полевошпат-эпидот-хлоритовые предрудные метасо матиты внизу колонны и околожильные березиты мощностью 0,3–0,5 м. Кварцевые жилы сложены кварц-пирит-пирротин-халькопирит-шеелитовыми агрегатом с при месями сфалерита, молибденита, магнетита, турмалина. Золото пробы 850–930‰ крупное, до 1–3 мм. В нижнерудном срезе блока оруденение представлено кварц золото-шеелитовыми жилами с незначительной примесью сульфидов и кварц калишпатовыми метасоматитами. Вертикальный размах общей рудно метасоматической колонны достигает 1,5 км.

Рис. 37. Рудно-метасоматическая зональность Центрального золоторудного поля, разрез (по В.Г. Ворошилову):

1 – контур Центральнинского гранитоидного массива;

2 – региональные разрывы;

3 – амфиболовые метасоматиты;

4 – кварц-калишпатовые метасоматиты;

5 – полевошпат-эпидот-хлоритовые метасо матиты;

6 – березиты;

7 – кварц-золото-сульфидные жилы;

8 – зоны развития шеелита;

9 – зоны раз вития молибденита;

10 – зоны развития арсенопирита;

11 – зоны развития халькопирита;

12 – зоны развития сфалерита;

13 – зоны развития галенита;

14 – потоки рудообразующих палеогидротерм На отдельных жильных месторождениях рудно-метасоматическая зональность выразилась в смене минеральных комплексов жил и околожильных метасоматитов в плоскости рудовмещающих трещинных структур в гранодиоритах. Вертикальная рудная зональность проявилась слабоконтрастно и относится к концентрической с элементами ярусной. Рудно-метасоматическая зональность выразилась в смене кварцеворудных жил мощными телами березитов по падению жильной зоны и в приуроченности рудных жл и березитов к зонам развития дорудных щелочных ме тасоматитов. Рудные участки находятся на пересечении протяженных зон трещино ватости с дайковыми пучками. Золотоносные кварц-сульфидные жилы располага ются по периферии площадных альбит-микроклиновых метасоматитов. Минерало гическая зональность рудных столбов является концентрической и выразилась в по следовательном сокращении объемов продуктов гидротермального рудообразования от ранних ступеней к поздним: березиты ранние руды Au поздние золото сульфидные ассоциации. В сульфидных агрегатах кварцевых жил установлены кро ме золота повышенные концентрации платины до 0,5...26 г/т и палладия до 0,1...6, г/т. Кроме этих благородных металлов в рудах выявлены повышенные содержания W, Mo, Bi, Te.

Рудно-метасоматическая зональность контактово-метасоматических месторождений золота В контактовых зонах гранитоидных интрузий формируются магнезиальные и известковые скарны с послескарновыми метасоматитами. Магнезиальные скарны возникают в магматический этап в контактах интрузивов с доломитами. Скарнооб разующие флюиды (по данным расплавно-рассольных и флюидных включений в фассаите, шпинели, форстерите, паргасите) имеют магнезиально-углекисло хлоридный состав с соотношениями Na+:K+ 1,2:1…2,1;

Cl : F 100:1...200:1;

Cl : HCO3 : SO 2 7:2:1 и температуры гомогенизации включений 830–570°С [Коро бейников, 1987]. Минералообразующие растворы известковых скарнов послемагма тического этапа (по газово-жидким включениям в гранатах, пироксенах, волласто ните, магнетите, актинолите, хлоритах, серпентинах) имели кальций-хлоридно углекислый состав с отношениями Na+:K+ 1,8:1...5:1;

Cl : F 33:1...50:1;

Cl : HCO3 : SO 2 1:10:1 и температуры гомогенизации включений 630–360°С. По слескарновые метасоматиты магнетито-актинолит-хлоритового состава формирова лись в стадию кислотного выщелачивания скарнов после точки инверсии в 460°С хлоридно-углекисло-гидрокарбонатными растворами с отношениями Na+:K+ 3:1;

Cl : F 50:1;

Cl : HCO3 : SO 2 2:3:1...5:2,5:1 и температурами гомогенизации включе ний 520...110°С. Продуктивная минерализация в скарнах, скарново-магнетитовых телах представлена: 1) золото-пирротин-борнитовыми залежами (300–120°С);

2) зо лото-кварц-актинолитовыми штокверками в магнетитовых залежах (420–280°С);

3) золото-сульфидными прожилково-вкрапленными зонами в лиственитизированных скарнах (320–240°С);

4) золото-молибденит-герсдорфит-кобальтиновыми вкраплен ными рудами в преобразованных скарнах (месторождения Тарданское, Ольховское, Синюхинское, Калиостровское, Куру-Тегерск, Саяк-IV, Казское). На рис. 38, приведены примеры рудно-метасоматической зональности Ольховско Чибижекского и Саякского контактово-метасоматических рудных полей.

Такие скарны несут Au, Ag, Pt, Pd, Bi, Те, W, Mo, Sn минерализацию промыш ленного значения: Au 5...28, Pt 1...7,2, Pd 0,1...1,3 г/т. для руд установлена ступенча то-последовательная природа накопления Au, Ag, Pt, Pd. Золото и платиновые ме таллы в рудах в форме самородных металлов, их сплавов, теллуридов, селенидов (80–20%) и ультрадисперсных примесей (до 80%) в сульфидах, оксидах, кварцах, карбонатах. Из платиновых металлов на месторождении Куру-Тегерек (Киргизия) установлены сперрилит (PtAs2), куперит (PtS), ниглиит (PtSn), купроплатина (PtCu), палладит (PdО), поликсен (Pt, Fe), платина Pt.

Рис. 38. Размещение различной золоторудной и золото-платиноидной минерализации в контактах Ольховского гранитоидного массива (схематический разрез):

1 – контактовые мраморы и кальцифиры, Є2;

2 – гранодиориты, плагиограниты, Є3-О;

3 – зона ка лишпатизации гранитоидов;

4 – зона биотитизации гранитоидов;

5 – зона альбитизации гранитоидов;

6 – березитизированные гранитоиды;

7 – жилы кварц-золото-платиноидно-сульфидного состава и контактово-метасоматические золото-платиноидно-сульфидные залежи В скарново-рудных полях Саякской группы в Казахстане проявилась минера логическая зональность руд в соответствии с фациальностью контактовых метасо матитов (рис. 39): 1) внутренняя гранатовая золото-виттихенит-молибденит-борнит халькопиритовая;

2) средняя эпидот-актинолитовая золото-висмутин-халькопирит пирротиновая;

3) внешняя кварц-кальцит-хлоритовая золото-геродорфит арсенопирит-кобальтиновая;

4) жильная кварц-хлорит-галенит-сфалеритовая зоны (по Л.А.Мирошниченко, В.И.Фомичеву). Во внутренней скарновой зоне сконцен трированы медные руды с золотом, молибденом, висмутом, теллуром, внешняя зона обогащена кобальтом, никелем, мышьяком, селеном и особенно золотом. Золото в рудах нескольких генераций пробы от 550 до 990 ‰. Эта внутренняя золото виттинхенит-молибденит-борнит-халькопиритовая зона приурочена непосредствен но к контакту карбонатных пород с гранодиоритами. Сложена она гранатовыми и пироксен-гранатовыми скарнами с линзовидными скоплениями магнетита и обиль ной сульфидной минерализацией. Руды внутренней зоны представлены халькопири том II генерации, борнитом, молибденитом I и II генераций. Халькопирит и борнит содержат мелкие включения золота III генерации (пробы 550...880 ‰), гессита II ге нерации, виттихенита, галенита II генерации, сфалерита II генерации блеклой руды, эмплектита II генерации, клапротолита, реже сильванита, креннерита, калаверита, галеновисмутита, козалита, матильдита, бенжаминита, буланжерита, антимонита, станнина, шеелита.

Рис. 39. Рудно-метасоматическая зональность скарновых комплексных месторождений Саякской группы (по Л.А.Мирошническо и др., 1970).

Зоны: 1 – гранатовая золото-виттехенит-молибденит-халькопиритовая;

2 – эпидот-актинолитовая золото-висмутин-пирротиновая;

3 – кварц-кальцит-хлоритовая золото-герсдорфит-арсенопирит кобальтиновая;

4 – жильная кварц-хлорит-галенит-сфалеритовая;

5 – песчаники;

6 – туфоалевролиты;

7 – известняки;

8 – гранодиориты На месторождении Саяк-IV кобальт-медные руды образуют обособленные за лежи и примыкают к собственно медным типам или залегают под ними в низах скарновых тел. Золотоносные медно-сульфидные руды приурочены к сложным скарновым залежам на удалении от контакта с гранодиоритовым интрузивом в кровле и почве скарновых залежей (см. рис. 39).

Рудно-метасоматическая зональность золоторудных полей и месторождений в черносланцевых толщах фанерозоя Для наиболее перспективных комплексных золото-платиноидно-сульфидных, золото-кварцево-карбонат-сульфидно-теллуридных месторождений прожилково вкрапленных руд в черносланцевых толщах фанерозоя складчатых поясов характер на также рудно-метасоматическая зональность (крупнейшие рудные объекты Ба кырчикское, Сухой Лог, Нежданинское, Олимпиадинское, Кумтор, Мурунтау, Во ронцовское и другие) [Коробейников, 2006, 2007]. Для них свойственно совмещение метасоматитов березит-лиственитовой и пропилитовой формаций с золото (платиноидно)-сульфидной продуктивной минерализацией.Здесь внешняя зона представлена пропилитами, а внутренняя – березитами-лиственитами или аргилли зитами. В вертикальном разрезе рудно-метасоматическая колонна представлена:

внизу пропилитовые метасоматиты с убогой вкрапленной золото-пирит арсенопиритовой (с Pt, Ir, Os, Pd, Rh) минирализацией;

в средней части – листвени ты-березиты с прожилково-вкрапленной, штокверковой золото-сульфидно теллуридной (с Pt, Pd) минирализацией;

вверху – карбонатные фации лиственитов с жильно-штокверковой кварцево-золото-сульфидной (с Pt, Pd) богатой минерализа цией (Боко-Васильевское рудное поле Западной Калбы, рис. 40). Вертикальная про тяженность таких колонн составляет 1,2–4 км. Формирование предрудных пропили тов и околорудных лиственитов-березитов и/или аргиллизитов сопровождалось пе рераспределением, выносом и обогащением благородными металлами зон метасо матоза. Первоначально формирование пропилитов осуществлялось перераспределе нием и выносом Au до 20–30 мас. % от его содержания в исходных углеродистых сланцах, песчаниках, диорит-гранодиоритах. При возникновении березитов лиственитов происходил существенный привнос Au, Pt, Pd в зоны метасоматоза:

К Н 3...300, К ЭПГ 5...410. Однако окончательное обогащение зон метасоматоза Au и Au Н Pt, Pd осуществлялось при наложении окварцевания и сульфидизации пород: К Н Au 1000–2000, К Н,Pd 1000–3000 [Коробейников, 1999]. Наиболее крупные и гигант Pt ские месторождения прожилково-вкрапленных и жильно-штокверковых золото платиноидных руд формировались при участии мантийных магм и сопровождаю щих высокотемпературных и среднетемпературных (в зонах рудолокализации) ме тасоматитов и руд в формирующихся большеобъемных рудно-метасоматических колоннах. Такие рудные объекты возникали благодаря многократным длительным процессам «стягивания» рудного вещества в единые геохимические зоны-ореолы, трансформированные затем в крупные рудные месторождения золота и платиновых металлов.

Рис. 40. Модель рудно-метосомотической зональности вкрапленного, штокверкового, жильного золото-платинового оруденения в разрывной структуре Боко-Васильевского рудного поля Восточного Казахстана (разрез, по А.Ф.Коробейникову):

1 – апоперидотитовые сер пентиниты, 2 – пропилиты апоандезитовые, 3 – апосер пентинитовые листвениты;

4 6 – березиты-листвениты: 4 – кварц-серицит-фуксит-карбо натные, 5 – хлорит-пирит карбонатные, 6 – кальцит доломитовые, 7 – вкраплен ные золото-платиноидно пирит-арсенопиритовые руды, 8 – штокверковые золото платиноидно-кварц-сульфид ные руды, 9 – кварц-золото сульфидные жилы, 10 – угле родистые сланцы карбона, – дайковые порфириты альби тизированные и лиственити зированные, 12 – границы зон метасоматитов, 13 – контуры рудно-метасоматической ко лонны В целом для комплексных месторождений золота и платины характерна такая последовательность геолого-геохимических событий их формирования: ( К Н ):

Au мантийный метасоматизм глубинных перидотитов с формированием гори зонтов «амфиболитов» с выносом благородных металлов до 50% (0,5...0,6) от их ис ходного содержания и заложение металлоносных термодинамических флюидных систем (21–300);

становление гипербазит-базит-плагиогранитных интрузий в земной коре, 1,2...2,7;

серпентинизация гипербазит-базитов, 0,9...1,0;

внедрение габбро-плагиогранитных, диорит-гранодиоритовых порфировых интрузий, 1,7...5,6 и К Н,Pd 1,3...1,8;

Pt K-Na автометасоматоз гранитоидов, 0,8...0,6 и К Н,Pd 0,8;

Pt березитизация-лиственитизация и/или аргиллизация магматитов, углероди стых сланцев, 3...300 и К Н,Pd 36...410;

Pt окварцевание и сульфидизация магматических, метасоматических, углероди стых терригенно-вулканогенных пород, 300...2000 и К Pt,Pd 1050.

Н Золото-серебряные месторождения локализуются в вулканических и вулка но-тектонических структурах на небольших глубинах до 1–2 км. Сопровождаются ассоциацией гидротермально-метасоматических пород кварц-карбонат гидрослюдистого состава и наложенной адуляризацией. Рудные тела представлены жилами, жильными зонами адуляр-халцедон-кварцевого или кварц-карбонатного состава с сульфидами в количестве 3–5, реже 10–15%. Для руд свойственна высокая серебристость и низкопробное золото: 20...100 Ag/Au и пробы золота 260..650‰.

Для месторождений свойственна рудно-метасоматическая зональность [Методика крупномасштабного..., 1989]. В золотосеребряных полях обнаруживается такая зо нальность измененных пород (снизу вверх): эпидот-хлоритовые метасоматиты пропилиты;

затем горизонт аргиллизитов и различных фаций кварцитов, при общей схеме пропилиты вторичные кварциты аргиллизиты. Золотосеребряные руды приурочены к хлорит-карбонатной и гидрослюдисто-кварцевой фациям пропилитов.

Руды сложены золото-антимонитовой, киноварной и золото-серебряной сульфидно сульфосолевой минерализациями. Отмечается многократное отложение кварц адуляровой и сульфидно-сульфосолевой минерализаций с самородными золотом, серебром, аргентитом по границам ритмов халцедоновидного кварца и тонкозерни стого адуляра.

Характерны столбообразные, дайкообразные, сложно-ветвящиеся тела экспло зивных брекчий вулканогенно-терригенных обломков с крипто-мелкозернистым кварцем, гидрослюидами, адуляром, каолинитом в цементе. Тела эксплозивных брекчий вмещают рудные тела и формируются в начале гидротермального процесса, слабозолотоносны. Выделяются признаки флюидизации газо-твердых смесей по ствулканического происхождения – туффизитов, мобилизитов. Они образуют кру топадающие дайковидные тела. В таких породах наблюдаются текстуры течения, апофизы трещин, диффузионная пропитка боковых пород по периферии инъекци онных трещин.

К Н, К Pt,Pd – коэффициенты накопления золота, платины, палладия – это отношение част Au Н ного (и среднего) содержаний металла в исследуемых измененных породах, минералах к фоновому содержанию данного элемента в исходных породах и минералах.

С глубиной рудно-метасоматических зон-колонн проявляется вертикальная зональность – смена на глубину низкотемпературных метасоматитов и руд средне- и высокотемпературными парагенезисами. Наиболее контрастно зональность прояв ляется в пропилитах, возникших на месте андезитов, андезито-базальтов, в смене с глубиной кварцитов и аргиллизитов среднетемпературными парагенезисами пропи литов. В породах липаритового, липарито-дацитового состава преимущественно развиты изменения типа аргиллизации и гидрослюдизации в сочетании с оквацова нием, адуляризацией. По ультраосновным породам образованы кварц-карбонатные листвениты.

В жильной продуктивной минерализации также проявляется зональность. С глубиной упрощается ритмическое строение жил, возрастает количество сульфидов, хлоритов, карбонатов, адуляра. Количество жильного кварца резко сокращается, и жилы становятся хлорит-сульфидно-кварцевыми, хлорит-карбонатно-сульфидно кварцевыми. Рудные тела представлены крутопадающими жилами, жильными зо нами кварц-халцедон-адулярового, кварц-карбонатного состава с сульфидами, сульфосолями, самородными золотом, серебром;

реже пологими залежами прожил ково-вкрапленных руд.

На золотосеребряных месторождениях распространены рудные столбы, кон тролируемые каркасом рудовмещающих структур и определенным уровнем форми рования руд. Для месторождений свойственны также рудные тела кварц-родонит родохрозитового состава.

В общем случае зона наиболее интенсивных кварц-хлорит-эпидот-альбит карбонатных гидротермально-метасоматических преобразований пород (пропили ты) образует «шапку» мощностью 40–50 м и до 200 м в поперечнике над жильной системой скрытого оруденения. Внутри этой зоны развиты подзоны: внутренняя с эпидотом, внешняя с преобладанием пирита. В кислых эффузивах, перекрывающих андезиты, метасоматиты, представлены низкотемпературными кварц-серицит гидрослюдистыми пропилитами. В приподошвенных частях таких толщ выявляются кварц-серицит-карбонат-пиритовые фации березитов.

Итак, закономерное совмещение в геологическом пространстве ранних пло щадных (кварц-альбит-калишпат-биотитовых), поздних околорудных (грейзеновых, березит-лиственитовых, гумбеитовых, аргиллизитовых) метасоматитов и сопутст вующих жильных, штокверковых, вкрапленных золото-кварцевых, золото сульфидных руд и обусловило проявление рудно-метасоматической зональности. В пределах наиболее вскрытых месторождений эта зональность проявилась в развитии щелочных метасоматитов (480–300°С) в нижней части гидротермальной колонны, выше по разрезу разместились грейзены, березиты-листвениты и разные структур но-морфологические, вещественные типы руд (400-110°С) (рис. 41).

Рудные тела размещаются на участках смены площадных щелочных метасома титов на локальные метасоматиты стадии кислотного выщелачивания. В нижних частях таких термогидроколонн преобладал вынос Si, Fe, Au, Pb, Zn, Cu, Bi, Те из замещаемых пород. Накопление вещества происходило в средних и верхних частях колонны. Щелочные метасоматиты обычно возникают в апикальных и приконтак товых частях гранитоидных интрузивов, в местах их выступов и апофиз, осложнен ных разрывами и зонами трещиноватости. Эти метасоматиты на среднеглубинных месторождениях формируют крупные зоны, штоки (0,5–2,5 км и более) в апикаль Рис. 41. Модель рудно-метасоматической зональности золоторудных полей складчатых поясов (по А.Ф.Коробейникову):

1 – диориты-плагиограниты;

2 – калишпатизированные габброиды и гранитоиды;

3 – альбитизиро ванные габброиды и гранитоиды;

4 – биотитизированные породы;

5 – вкрапленные золото редкометальные руды в альбититах;

6 – грейзены;

7 – кварцево-золото-платино-сульфидные жиль ные руды в березитах-лиственитах;

8 – гидробиотит-тремолитовые, хлоритовые метасоматиты;

9 – кварц-серицит-пирит-карбонатные метасоматиты;

10 – доломит-кальцитовые метасоматиты ных частях интрузивов. В ходе щелочного метасоматоза породы интрузивов, скар нов подвергались калишпатизации, альбитизации, биотитизации, грейзенизации, березитизации, окварцеванию. Калиевые метасоматиты (ортоклаз 25–50, кварц 30– 40, мусковит-серицит 5–10%) чаще занимают корневые участки метасоматической колонны. В краевых участках калишпатизации появляются биотитовые метасомати ты. Кварц-альбитовые метасоматиты слагают внешние зоны калишпатитов или об разуют секущие метасоматические тела среди гранитоидов до 1,5–2 км в длину и 20–500 м в ширину. Замещение пород щелочными метасоматитами сопровождалось выносом Au до 20–30% от его исходного содержания в гранитоидах и последующим его отложением с образованием прожилково-вкрапленных кварц-золото редкометалльных руд в щелочных метасоматитах верхней части метасоматической колонны или с образованием руд в приконтактовых частях гранитоидных массивов.

Эти руды формировались в две стадии: 1) золото-редкометалльную – в грейзенизи рованных альбититах и 2) золото-сульфидно-кварцевую – в березитизированных альбититах, калишпатитах, скарнах. Расчеты объемного баланса вещества при мета соматозе выявили вынос Au из замещаемых гранитоидов до 12,5 мг/м3 из замещае мых пород (рис. 42).

Рис. 42. Соотношение параметров распределения золота Х и V (средних содержаний и показателя вариации) в исходных и измененных гранитоидах интрузивов Восточного Саяна, Тувы, Кузнецкого Алатау (по А.Ф.Коробейникову):

I – поле развития минералов и по род неизмененных гранитоидов;

II – то же, калишпатизированных и альбитизированных гранитоидов;

III – то же, грейзенизированных, березитизированных гранитоидов В полях развития даек габбро-диабазов, долеритов, диорит-лампрофиров офио литовых комплексов склад чатых областей также проявилась рудно-метасоматическая зональность, например, в Саралинском рудном поле. В корневых частях дайковых пучков отмечается интен сивная альбитизация, которая кверху (300–400 м выше) сменяется калишпатизацией и далее лиственитизацией с кварцевыми жилами (300–600 м выше). Зональнсть око ложильных метасоматитов выразилась в развитии на нижних горизонтах пород гид робиотит-тремолитового, мусковитового и хлоритового состава;

на средних – кварц серицитового, а на верхних - карбонатного состава лиственитов.

В скарново-золоторудных полях гранитоидных интрузий нередко проявляется минералогическая зональность руд в соответствии с фациальной зональностью кон тактовых метасоматитов (месторождение Саяк-IV). Здесь выделены три рудно метасоматические зоны: 1) внутренняя гранатовая золото-виттихенит-молибденит борнит-халькопиритовая, 2) средняя эпидот-актинолиновая золото-висмут халькопирит-пирротиновая, 3) внешняя кварц-кальцит-хлоритовая золото герсдорфит-арсенопирит-кобальтиновая (рис. 39).

В других рудных полях, в которых полностью не вскрыты корневые части рудно-метасоматических колонн, эндогенная зональность наблюдается фрагментар но относительно интрузивных контактов гранитоидов. В эндоконтакте развиты бо лее высокотемпературные (390–260°С) кварц-золото-сульфидные жилы в биотито вых метасоматитах. В контакте с мраморами вскрываются золото-пирротин медносульфидные с теллуридами среднетемпературные (320–180°С) контактовые залежи в кальцифирах. В удаленных экзоконтактах проявлены низкотемпературные (260–110°С) карбонатно-золото-гематитовые руды в окварцованных мраморах (Ольховско-Чибижекское рудное поле, рис. 38).

Для областей тектоно-магматической активизации формирование золоторуд ных месторождений также происходило путем синхронного рудоотложения с мета соматизмом, когда рудное вещество концентрировалось в определенной зоне мета соматической колонны и оформлялось в ней в виде синметасоматической вкраплен ности и прожилков (месторождения золота Забайкалья). Здесь обособились две ста дии – предрудная кварц-полевошпатового метасоматоза и сорудная щелочного от ложения. Первая сопровождалась выщелачиванием Fe, Мg, Са, Si, Au высокотемпе ратурными (450–220°С) растворами. Часть золота переотлагалась во внешнюю сла бо измененную зону пород с образованием кварц-амфиболовых и биотит апатитовых золотоносных ассоциаций. Во вторую стадию формировались березиты, гидроберезиты, аргиллизиты с жильно-штокверковой продуктивной минерализаци ей (400–180°С).

Размещение рудной минерализации по падению рудно-метасоматических зон колонн чаще прерывисто-волнообразное с величиной волны богатой золотом мине рализации в 240–400 и 600–800 м. При этом вертикальная зональность руд в протя женной на 1,2–3,8 км колонне нередко выражается в смене снизу вверх более высо котемпературных кварц-золото-пирит-арсенопиритовых (390–280°С) среднетемпе ратурными (320–200°С) кварц-золото-полиметаллически-сульфидными (400-500 м выше) и низкотемпературными (260–11°С) кварц-золото-сульфосольными (400 м выше) жильно-прожилковыми комплексами в зонах березитов-лиственитов (рис.

36).

Напротив, золото-серебряные месторождения характеризуются близповерхно стными зонами пропилитов-аргиллизитов-кварцитов с непротяженной по вертикали колонной в 0,5–1,5 км и «сжатой» рудно-метасоматической зональностью и широ ким распространением богатых золото-серебряных бонанцевых руд (рис. 43).


Рис. 43. Продольная вертикальная проекция Агинского золото-серебряного месторождения Камчатки (по Б.В. Узману).

1 – покров андезит-базальтов;

2 – туфы андезито-базальтов;

3 – крупные пологие разрывы;

4 – мел кие разрывы;

5 – узкие зоны трещиноватости;

6 – контуры рудных столбов;

7-9 – возрастающие уровни по концентрации золота в рудных столбах.

8.1. Модели геологических факторов размещения оруденения На примере Карамазарской рудной провинции Узбекистана Ю.С. Шихиным и В.Н. Вашкариным [1988 г.] разработаны приемы количественного анализа факто ров размещения эндогенного оруденения. Данная провинция отличается сложно стью геологического строения, разнообразием генетических типов и условий раз мещения рудных месторождений. В основу изучения факторов положены материа лы геологического картирования рудных районов в масштабе 1:50000. Выполнен ный анализ основан на различии пределов и уровней влияния контролирующих факторов для рудных объектов разного масштаба. Влияние рудоконтролирующих факторов проявляется дифференцированно и оценивается по отдельным градациям их характеристик, сопоставлением с фактическими данными опробования на экспе риментальном участке. В основе оценки совместного влияния факторов на изучае мом участке положено представление о геологически однородной позиции. То есть части геологического пространства, в пределах которого влияние каждого фактора остается постоянным или меняется в выбранных пределах и может характеризо ваться одним количественным показателем. Заключительной операцией является обобщение данных по позициям и суммарная оценка ожидаемой рудоносности.

Анализ проводится в три этапа: 1) подготовка исходного материала, 2) количест венная оценка факторов, 3) суммарная оценка оруденения по факторам.

Подготовка исходных материалов. Рудная минерализация приурочена к зо нам разломов. Позиции оруденения в блоках регулируются условиями распределе ния тектонических напряжений, зависящих от сочетания ограничивающих разло мов. Выделены следующие системы герцинских разломов (от ранних к поздним):

субмередиональные взбросы и сдвиго-сбросы, северо-западные взбросы, субши ротные взбросо-сдвги, север-северо-западные сдвиги, восток-северо-восточные сдвиги, северо-восточные взбросо-сдвиги и сдвиги. Широко распространены мелкие внутриблоковые разрывы разных типов. Смена систем разрывов во времени харак теризуется общей тенденцией к переходу типов смещений от вертикальных через наклонные к горизонтальным.

Литологический фактор (фактор типа разреза). Состав вмещающих пород влияет на обогащение восходящих растворов петрогенными элементами и на рудо генез.

Магматический фактор допускает возможность связи оруденения с прояв лениями интрузивной деятельности.

Фактор глубины рудообразования Разрывные нарушения откартированы и всесторонне охарактеризованы для группировки их по типам, системам, порядкам для осуществления тектонофизического моделирования. Породы разделены по ти пам, литологическому и химическому составам. Структура расшифрована с деталь ностью, позволяющей предсказать в любой позиции ожидаемый разрез на глубину прогноза. Определена глубина современного эрозивного среза относительно по верхности палеорельефа на период рудообразования.

Материалы содержат набор характеристик для статистического анализа фак торов и информацию по фактической рудоносности региона для контроля и сопос тавления с результатами анализа. Весь комплекс данных систематизирован в ком плекте специальных карт.

Структурно-тектоническая карта составила главную геометрическую ос нову анализа. Она характеризует типы, историю развития разрывов и глубинную структуру региона. На ней выделены рудоконтролирующие структурные элементы, обеспечивающие объемность анализа при использовании даных геофизических и буровых работ.

Карта рудоносности представляет собой сводку данных по месторождениям и рудопроявлениям. Она характеризует их геолого-промышленные и формационные типы, условия размещения, масштабы, состояние изученности и освоения.

Карта металлоносности зон разломов составлена на тектонической основе по данным литохимического, бороздового, штуф-пунктирного опробования пород в зонах разломов. Каждому опробованному сечению отвечает перфокарта ручной сортировки с метропроцентом оруденения.

Карта распределения тектонических напряжений составлена по результа там испытания плоской модели из оптически чувствительного материала поляриза ционно-отпическим методом. Она предназначена для анализа тектонофизического фактора и характеризует распределение максимальных касательных напряжений в тектонических блоках по пяти категориям: 1 – отсутствует, 2 – очень слабые, 3- сла бые, 4- умеренные, 5 – сильные.

Карта глубин эрозионного среза характеризует соотношение современных эрозионных форм с палеорельефом периода рудообразования – предверхнемеловой пенеплен. Разности двух уровней отражены линиями изоглубин, отстроенными пу тем реставрации поверхности пенеплена на период рудообразования. Карта предна значена для анализа вертикальной зональности оруденения: на ней выделены конту ры ожидаемого распространения оруденения данного типа.

Дополнительно составлены карты петрографического, возрастного расчле нения магматических комплексов, поскольку оруденение связано со становлением определенных интрузий.

Количественная оценка факторов. Статистический метод группировки по зволил выяснить меру индивидуального влияния каждого из них. Важно правильно установить группировочный признак. Затем производится разбивка интервальных значений (категорий) влияния фактора и по каждому из них вычисляются средние показатели оруденения. Выявляются корреляционные связи между данным факто ром и соответствующей ему интенсивностью оруденения (результирующий при знак). Влияние остальных факторов взаимно уравновешивается и выступает как средний уровень, на котором четко выделяется влияние исследуемого фактора. По лученные соотношения выражаются эмпирической кривой изменения результи рующего признака по интервальным значениям факториального. Мерой изменения служит средний метропроцент в выборке. Анализ проводился в таком порядке.

1. На специальной карте (см. рис.44) производится геометризация факторов.

На нее перенесены геологоструктурные элементы и дана их группировка по фак торным признакам. На перфокартах с данными опробования выделяются кодовые по числу факторов и кодируемых категорий. Для кодирования контуры категорий накладываются на карту металлоносности. По номерам опробованных сечений вы бираются соответствующие перфокарты и в них делаются записи с ключевыми вы резами краевой перфорации. В процессе анализа факторов карты с показателями по необходимым категориям извлекаются из массива и выполняются подсчеты. По ка ждому фактору осуществляется несколько предварительных вариантов анализа с целью определения факториального признака и разработки оптимальных пределов категорий.

Рудовыводящий фактор. Факторным признаком служит принадлежность разломов к рудопроводящим структурам. К ним относятся Северо-западные взбро сы. Исследовалась экстенсивность рудоконтролирующего влияния разломов. Вы борка данных с карты металлоносности производилась путем совмещения ее с кар той рудоконтролирующих структурных элементов. Принята система группировки по категориям расстояний от осевых поверхностей разломов со стороны их висячих и лежачих боков по схеме 0–0,5, 0,5–3,5 и 3,7–7,5 км, т.е. 0,5+3+4 км.

Анализ показал, что в первой категории (в пределах зоны разлома) орудене ние достигает максимума и превышает среднее со стороны висячего блока более чем в 2,5 раза, а лежачего – в 6 раз. Рудоконтролирующие влияние разломов распро страняется соответственно на 1,5–2 и 3,5–4 км. Более высокая интенсивность оруде нения лежачих боков разломов объясняется участием карбонатных пород, благо приятных для локализации свинца. Все свинцово-цинковые месторождения разме щаются в зонах северо-западных взбросов.

Структурно-тектонический фактор. Разломы сгруппированы в порядке уменьшения вертикального увеличения горизонтальной составляющих смещения.

Установлено последовательное снижение интенсивности оруденения с изменениями типа смещения западного и субминерального направлений, значительно меньше – субширотного и северо-восточного.

Тектноно-физический фактор. Тектонические напряжения определили ру доносность внутриблоковых разломов. Применение поляризационно-оптического метода позволило количественно оценить этот фактор. Для выборки данных исполь зована карта полей напряжений. Группировка проводилась по пяти выделенным на ней градациям интенсивности максимальных касательных напряжений. Выявлено повышение интенсивности оруденения с возрастанием напряжений от нулевых к слабым, а затем –падение при переходе к умеренным и сильным.

Литологический фактор. Для оценки этого фактора выделяют четыре типа пород: 1 – обломочные (сланцы, песчаники, конгломераты), 2 – известняки, 3 – до ломиты, 4 – интрузивные и вулканические. Для свинцового оруденения наиболее благоприятными оказались доломиты, а известняки, обломочные, магматические породы – в 1,5;

1,8 и 20 раз менее перспективными. Максимальное влияние на лока лизацию руд оказали сочетания и алюмосиликатных пород. Но этот фактор имеет локальное значение.

Фактор типа разреза. Выделено пять типов разрезов: 1) межформационные интрузивы гранитоидов С2, залегающие в песчано-сланцевой толще O-S;

вулканиты С1-Р1, залегающие на гранитоидах;

те же вулканиты на карбонатной толще Д2- С1;

4) карбонатная толща в кровле гранитоидных интрузивов;

5) та же на песчано сланцевой толще. Выборка информации производилась по данным структурно тетонической карты, содержащей необходимую характеристику литологических ти пов пород, мощности и глубины их залегания. Максимальной рудоносностью обла дают разрезы I типа, II – 1,5, III – 2,7, IV – 31,5, V – 4,5%. Следовательно, рудона сыщенность карбонатных пород почти в семь раз выше сланцевых и вулканических пород для рудообразующих растворов. Интенсивность оруденения в вулканитах при наличии на глубине карбонатных толщ повышается вдвое.


Магматический фактор. Для выявления возможных элементов зональности оруденения относительно интрузивов группировка месторождений производилась по категориям расстояний от контактов. Полученные средние характеристики ору денения не обнаружили ожидаемой закономерности связи в распределении его от носительно контактов.

Факторы глубины рудообразования. Учитываются по элементам вертикаль ной зональности оруденения. Выборки производились раздельно для площадей раз вития алюмосиликатных, смешанных, карбонатно-силикатных и карбонатных пород с использованием карт глубин эрозионного среза и структурно-тектонической. По глубинам через 100 м выявилась такая зональность оруденения.

В однородной алюмосиликатной среде свинцовое оруденение распростране но от палеорельефа до 300 м, максимум на 50 м, а в разрезах с карбонатными поро дами от 150 до 500 м, максимум руд приходится на 350 м. Использовано два способа контроля: первый – анализ случайных выборок по четным и нечетным выборкам, второй способ – оценка силы влияния факторов: чем выше дисперсия межгруппо вая, тем сильнее влияние фактора. Факториальные признаки по значениям диспер сии расположены в таком порядке: типы пород 31,6, типы разрезов, 14,5, рудопро являющие разломы 5,4, системы разломов 4,8, поля напряжений 0,13, интрузивы 0,02. Оценка дисперсии используется для отбраковки факторов.

Суммарная оценка оруденения по факторам. Чтобы оценивать совместное влияние факторов необходимо найти общую меру для их сопоставления. В качестве такой единицы принят частный градиент интенсивности оруденения – алгебраиче ская разность между показателями оруденения в данной категории и средним по выборке. Частные градиенты определились: в сторону от лежачих боков рудовыво дящих разломов они составили g1 +5,8, g2 +3,8, g3 0,9;

в сторону висячих боков +1,9, 0,8 и 1,0. Для шести систем разломов они составили: ОД +8,3;

ТБ +4,5;

АТ +0,2;

ТК 0,3;

КБ и КТ 0,5. Пять градаций интенсивности тектонических напряже ний имеют следующие значения градиентов: 0,5, +0,2, +0,3 0,1, 0,7. Из четырех литолого-петрогафических типов пород наибольшим градиентом +13,1 обладают доломиты;

несколько меньшим +8,0 – известняки, а изверженные и обломочные – самым низким – 0,7. Существенно различными оказались градиенты по типам раз резам: 1,5, 1,4, 0,9, +10,4, 0,1.

Частные градиенты использованы для суммарной оценки факторов. Оценка производилась по карте рудоконтролирующих структурных элементов, где границы категорий делят поле влияния факторов на ряд участков. Каждый из участков пред ставляет собой геологически однородную позицию. Выделены такие позиции: ли нейные – вдоль разломов, ограничивающих блоки, и площадные. Совместное влия ние факторов для отдельной позиции оценивалось по сумме частных градиентов обобщенным показателем: суммарным градиентом интенсивности оруденения. Он может быть положительным, отрицательным и нулевым.

Третьим способом предварительного контроля оценочных характеристик яв ляется корреляция значений суммарных градиентов с данными опробования. Расчет показал наличие прямой корреляции суммарных градиентов с месторождениями свинца. Сила связи между ними составила +0,68 и выражается уравнением регрес сии m·c=12,36+2,3G, где G суммарный градиент.

В результате оценки в метропроцентах карта геологически однородных по зиций превращается в исходный вариант карты перспектив рудоносности. На ней позиции подразделены по пяти градациям оценочного метропроцента (рис. 44). На такой карте может проводиться четвертый способ проверки: ее сопоставление с данными карты фактической рудоносности. На этой карте 83% месторождений сов падают с позициями, характеризующимися оценочными метропроцентами выше минимального промышленного значения подсчетного параметра. А все промыш ленно значимые объекты попали на позиции с высокими и максимальными значе ниями метропроцентов. Прогнозные ресурсы подсчитываются по категориям Р2 и mclh d Р1 : p =, где m·c – оценочный метропроцент по металлу, l – суммарная длина разрывов в пределах геологически однородной позиции, м, h – глубина оцен ки, м, d – плотность пород т/м3. Подсчитанные ресурсы оказались близкими к разве данным запасам объекта с коэффициентом корреляции между ними +0,75.

Рис. 44. Карта рудоконтролирующих структурных элементов и геологически однородных позиций с оценкой в категориях метропроцентов:

1 – пределы влияния рудовыводящих разломов в висячих боках;

2 – то же, в лежачих боках;

3 – сис темы разломов с внешними границами их зон;

4 – градации интенсивности полей напряжений;

5 – категории состава пород;

6 – типы разрезов;

7 – позиции контуров категорий;

8 – пределы распро странения оруденения;

9 – меныше минимально промышленного значения метропроцента;

10 – больше минимально-промышленного;

11 – среднее значение того же признака;

12 – высокие значе ния;

13 – максимальные значения (по Ю.С.Шихину и В.Н.Вашкарину) Карта перспектив рудоносности (рис.45) получена путем отбраковки пози ций по геологическим, геолого-экономическим критериям на карте геологически однородных позиций. На ней выделены рудопреспективные участки. Оставшиеся после отбраковки позиции объединены по территориальному признаку и общности условий геологического контроля в перспективные участки. Ресурсы их суммиру ются и подразделяются по категориям Р2 и Р1.

Таким образом, суммарная оценка рудоносности по геологическим факторам может служить количественной моделью для обоснования перспектив рудоносности рудных районов и рудных полей.

Рис. 45. Карта оценки перспективности рудоносности:

1 – неперспективны площади;

2 – категории Р2;

3 – категории P1;

4 – выделенные вдоль внутриблоко вых разломов (по Ю.С. Шихину и В.Н. Вашкарину) 9. МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ И ОРЕОЛОВ В предложенной модели [Коробейников, 2007] учтены современные геохими ческие данные: под воздействием мантийно-коровых термофлюидопотоков сначала образуются большеобъемные поля неоднородного внутреннего строения в период тектонических дислокаций пород и формирования площадных метасоматитов. Затем приход следующей концентрационной волны (согласно теории ударных волн Я.Б.Зельдовича [1968]) приводит к перераспределению и дополнительному привносу вещества в формирующиеся геохимические поля. При неоднородном поступлении флюидов происходит объемное разрастание ореолов и более дискретное их «скучи вание–стягивание» с образованием в дальнейшем более богатых скоплений штоквер ково-жильных руд за счет ранее сформированных большеобъемных тонковкраплен ных образований. Согласно теории молекулярной термодинамики появление концен трационных волн (или масс вещества) происходит благодаря «отбора» (сложения или рассеяния) частных волн (энергии, массы) и трансформация их в крупные скопления.

По этой схеме сначала создаются силовые (волновые) поля в определенных структурах земной коры, затем они при неоднократном поступлении энергии и веще ства перерождаются в объемно дисперсновкрапленные материальные тела (зоны гео химической минерализации) и, наконец, перерождаются в штокверково-жильные рудные образования. Поступающая энергия в зоны формирования геохимических по лей обеспечивается проникающими нагретыми флюидами – продуктами магмо термофлюидодинамических систем в условиях периодически ритмического развития внутрипланетного тектонического процесса. Возникавшие мощные тепловые пояса, производные тектонических деформаций и глубинных магм, создавали электриче ские и электромагнитные поля в слоях земных и обеспечивали (дополнительно) яв ления «стягивания» вещества и укрупнение геохимических ореолов. Формировались крайне неоднородные дискретные поля с гигантскими скоплениями рассеянно концентрированного вещества в единичных ореолах благодаря резонансным и ин терференционным явлениям. Дальнейший распад такого гигантского большеобъем ного ореола (в период прихода второй волны при гидротермальном метасоматизме) на составляющие вкрапленного тела обусловливал зарождение штокверково жильных богатых руд с остаточно-вкрапленными окружающими образованиями при резком спаде давления и температуры в минералообразующей системе.

Во флюидно-гидротермальных системах возникают вихревые явления, форми рующие и пониженные и повышенные концентрационные поля элементов, образую щие кольца и подобные ореолы. Возникавшие концентрационные вихревые кольца создают неоднородные геохимические поля. Проникавшие в зоны минералообразо вания горячие флюиды взаимодействовали с местными холодными малоконцентри рованными поровыми и трещинными местными водами, что приводило к распаду глубинных термофлюидных систем и к образованию разноконцентрационных вихре вых колец. В этот период происходило постоянное взаимодействие концентраций малых концентрационных ореолов в объединенные мультиплетные. Происходило «слияние» концентрационных колец в более крупные и гигантские ореолы с локаль ными более высокими концентрациями металлов. При «старении» они трансформи ровались в крупные и сверхкрупные рудные поля и месторождения. В иных случаях, напротив, могли дезинтегрироваться ранее возникшие геохимические поля и ореолы.

В процессе функционирования конвективных гидротермальных систем проис ходило взаимодействие высокотемпературных флюидов с окружающими породами и перераспределение металлов. Это приводило к формированию и отрицательных и положительных концентрационных геохимических ореолов.

Взаимодействие мест ных холодных и глубинных нагретых конвективных потоков в тектонических зонах приводило к возникновению тепловых аномалий в отдельных конвективных ячейках с образованием центральных и периферических аномалий, разделенных зонами по ниженных температур. В последующем здесь формировались геохимические поля и зоны вкрапленной золото-сульфидной или иной минерализации, а затем и жильно штокверковые руды. Во внешних зонах конвективных ячеек господствуют местные растворы, без участия ювенильных флюидов, а поэтому здесь возникают убогокон центрационные ореолы и вкрапленные руды за счет перераспределения и выноса из вмещающих пород элементов. Масштабы накопления металлов определяются ста ционарностью рудообразующей системы. Крупные и сверхкрупные геохимические аномалии, поля и месторождения являются полихронными, с многократным перерас пределением и осаждением металлов в общих структурах. Они отличаются концен трическими большеобъемными аномальными геохимическими полями с явно выра женными ядерной концентрационной, фронтальной пониженной и внешней обога щенной зонами [Ворошилов, 2007].

В.Г.Ворошиловым разработана концепция формирования аномальных геохими ческих полей в процессе становления гидротермальных руднометасоматических сис тем. Структуры их характеризуются сочетанием центробежной зональности относи тельно энергетического источника с центростремительной зональностью относи тельно рудовмещающих структур (рис. 46). Концентрированное оруденение возника ет в зонах растяжения. В пределах таких зон возможно быстрое и объемное смеши вание высокотемпературных глубинных высоконагретых флюидов с более холодны ми и менее плотными трещинными водами. Такое интенсивное смешивание глубин ных гидротерм и местных холодных вод является одной из причин рудоотложения.

Рис. 46.Латеральная минера логическая зональность Цен трального рудного поля (Кузнецкий Алатау) (по Ворошилову В.Г, 2007):

А – минеральные зоны рудного поля (по типоморфным мине ралам): 1 – тур-малиновая;

2 – шеелитовая;

3 – молибденит халькопи-ритовая;

4 – галенит сфалеритовая;

5 – арсенопири товая (заливкой показан контур гранодиоритового массива);

В – степень триклинности калишпата из зон калишпат-эпидот-хлоритовых метасоматитов (за штрихована область развития решетчатого микрокли на);

С – доля пиритов с электронным типом проводи мости (в %) в золотоносных кварцево-сульфидных жилах;

D – интенсивность естественной термолюми несценции жильного кварца (в условных единицах);

E – пробность самородного золота в кварцево сульфидных жилах.

Аномальное геохимическое поле фор мируется в период максимального поступления в геологическую структуру внешней энергии, создающей гидротермальную рудно-магматическую систему. Поступление тепловой энергии обеспечивается глубинно-магматическими или мантийно термофлюидными потоками из границ внешнего ядра Земли – нижней мантии.

Региональные геологические структуры формируются под влиянием тектониче ских движений благодаря проявлению плюмтектоники, рифтогенеза и палеодиапи ризма. Именно явления активного проникновения энергии и вещества осуществля лось на фоне длительно проявлявшихся мантийно-коровых палеодиапиров, форми ровавшихся под воздействием глубинных высокотемпературных флюидных потоков в расколах земной коры и мантии. Рудные поля и месторождения образуются под воздействием пространственно локализованных таких периодически ритмических тектонических импульсов с возникновением контрастных структур существенно пе рестраивающихся при каждой вспышке тектоно-магматической и флюидодинамиче ской активности.

Зональность структур регионального плана обусловлена дифференциацией флюидов еще на уровне высокотемпературных газопаровых смесей, ниже границы гидросферы. Условия синхронного роста с глубиной давления и температуры обес печивает жидкое состояние воды практически на всем интервале земной коры. Как показали эксперименты и термодинамические расчеты, водные растворы являются более активными растворителями и носителями рудного вещества по сравнению с газами. Вертикальная подвижность флюидов осуществляется благодаря перепадам давления и температур в областях развития расколов и магматизма. Латеральная их миграция обеспечивается подпруживанием малопроницаемыми толщами, горизонта ми пород с соответствующими физико-механическими параметрами, надвигами, по дошвами остывающих магматических очагов и их надинтрузивных зон (рис. 47).

Здесь зарождается латеральная температурная зональность, на фоне которой затем образуются гидротермальные подсистемы ранга месторождений.

Зональность месторождений и рудных тел обусловлена эволюцией глубинных потоков конденсирующихся флюидов, проникавших в гидросферу земной коры по зонам повышенной проницаемости. В начальный период функционирования гидро термальной системы флюиды достаточно монотонно и равномерно просачиваются по ослабленным зонам, формируя аномальные геохимические поля простого строения с прямой температурной зональностью (рис. 47). Самоорганизация гидротермальной системы, на фоне фокусирующего влияния разрывов, и вовлечение в нее конвектив ных потоков более холодных вадозовых вод, приводит к разделению общей тепловой аномалии на систему конкурирующих конвективных ячеек. В итоге в наиболее про ницаемой части структуры формируется ядерная зона системы, а на флангах – зона периферических тепловых аномалий, отделенных от центра (ядра) областью пони женных температур. Сходный результат обеспечивается в случае волнового меха низма образования зон трещиноватости (по Богацкому [1986 г.]). Это благоприятст вует структурной упорядоченности гидротермальной системы.

Вдоль восходящих ветвей конвективной термофлюидной системы происходит соприкосновение ювенильных и местных растворов и их постепенное смешивание, и распад с возникновением вкрапленной минерализации. При возникновении в ядерной зоне открытой трещины или их системы, смешивание растворов дополняется резким сбросом давлении и температуры, вплоть до возникновения пародоминирующих зон.

Возникавшие кислотные растворы обеспечивали формирование метасоматитов, а за Рис. 47. Схема формирования ядерных зон аномальных геохимических полей в гидротермальных системах с различным уровнем стационарности (по В.Г. Ворошилову, 2007).

А – схема строения гидротермальной системы в разрезе, B – в плане;

штриховками и заливкой пока заны области смешения ювенильных и местных растворов в моменты времени Ti (участки накопления разновременных геохимических ассоциаций);

цифрами обозначены системы с разным уровнем ста ционарности: 1 – стационарная, 2 – промежуточная, 3 – нестационарная.

тем и продуктивной жильно-штокверковой, вкрапленной минерализации. По латера ли такая система представлена несколькими температурными аномалиями, централь ная из которых имеет локальный температурный минимум, связанный с зоной растя жения, а фронтальные фиксируют центры второстепенных конвективных ячеек (рис.

48).

Рис. 48. Модель температур ной эволюции эндогенной термофлюидной системы (по В.Г. Ворошилову, 2007) 1 – изолинии распределения температур в системе (интен сивность окраски прямо про порциональна температуре);

2 – направления движения эндоген ного флюида;

3 – пути конвек тивного течения местных рас творов;

4 – области падения температуры и давления, в том числе паровые зоны;

A, B, C – этапы эволюции гидротермаль ной системы (разрезы в верти кальной плоскости);

D – гори зонтальное сечение системы на финальном этапе рудоотложе ния.

Предлагается выделять следующие перспективы рудопродуктивности геохимических полей (рис. 48).

1. Наиболее перспективные – концентрические аномальные геохимические по ля с ядерной зоной накопления рудных элементов. Они окружены зоной пониженных концентраций металлов и зоной фронтального обогащения этими металлами. Также они сопровождают крупные и уникальные рудные месторождения с концентриро ванным оруденением.

2. Умеренно благоприятные – комплексные полиэлементные поля и ореолы без четко выраженной закономерности размещения моноэлементных аномалий относи тельно рудоконтролирующих структур. Они сопровождают рядовые и мелкие место рождения.

3. Наименее благоприятные – аномальные поля, представленные разобщенными моноэлементными ореолами. Они возникают при нестабильном функционировании рудообразующей системы на участках с недостаточной тектонической подготовкой.

Здесь формируются убогие руды с рассеянной минирализацией.

Следовательно, для формирования богатого оруденения гидротермального типа необходимы долгоживущие дренирующие зоны, проницаемость которых для флюи дов поддерживается регулярными (периодически-ритмическими) тектоническими подвижками. О многократном чередовании открытия и закрытия трещин в породах в период рудоотложения указывают, например, показатели «закрытости системы», оп ределяемые по соотношению давлений воды и газов в газово-жидких включениях жильных минералов. Для возникновения концентрированного оруденения обязатель ным условием является наличие локальных зон растяжения, где активно может про исходить смешение глубинных высококонцентрированных флюидов с более холод ными и менее плотными местными растворами.

В.Г. Ворошиловым [2007] предложен комплекс методов исследования эндоген ных геохимических полей. Он включает R-факторный, дискриминантный, регресси онный методы, нейронные сети, кластер анализ переменных. Концентрационная со ставляющая зональности отражается в результатах кластеризации геохимических на блюдений. Дополнительную информацию о структуре аномальных геохимических полей дают коэффициенты зональности, основанные на особенностях дифференциа ции химических элементов в гидротермальном процессе.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.